譚友恒， 于湘?zhèn)ィ?宋倩， 章文波

中國科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院， 北京 100049

0 引言

青藏高原東緣是青藏高原向東擴(kuò)展的前緣部位，也是青藏高原現(xiàn)今地表抬升和地殼增厚最強(qiáng)烈的地區(qū)之一.該區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，發(fā)育有規(guī)模宏大的造山帶和一系列大規(guī)模的深大斷裂，如六盤山斷裂(F1)、西秦嶺斷裂帶(F2)、東昆侖斷裂帶(F3)、塔藏斷裂(F4)、龍門山斷裂帶(F5)和鮮水河斷裂帶(F6)等(圖1a).在復(fù)雜構(gòu)造變形的作用下，青藏高原東緣強(qiáng)震頻發(fā)，自2008年5月12日汶川MS8.0地震以來，又先后發(fā)生兩次七級地震，即2013年4月20日蘆山MS7.0地震和2017年8月8日九寨溝MS7.0地震.青藏高原東緣主要由祁連地塊、柴達(dá)木地塊、巴顏喀拉地塊、川滇地塊北部、鄂爾多斯地塊以及部分華南地塊等構(gòu)造單元組成(圖1).因此，青藏高原東緣是探索青藏高原隆升過程、變形機(jī)制和強(qiáng)震孕震背景的關(guān)鍵地區(qū)，其深部速度結(jié)構(gòu)對于進(jìn)一步了解青藏高原的構(gòu)造演化具有重要的科學(xué)意義.

近年來，基于背景噪聲的面波成像法在地球物理研究領(lǐng)域得到了廣泛應(yīng)用.理論研究表明，在噪聲源分布均勻的擴(kuò)散場中，通過對兩個地震臺站長時間的噪聲記錄進(jìn)行互相關(guān)計算，可以提取臺站對之間的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)，進(jìn)而獲取短周期面波頻散信息并應(yīng)用于反演地球內(nèi)部三維橫波速度結(jié)構(gòu)(Campillo and Paul, 2003; Roux et al., 2005; Weaver, 2005; Shapiro et al., 2005; Yao et al., 2008).與地震面波成像法相比，背景噪聲面波成像法具有兩點(diǎn)獨(dú)特的優(yōu)勢.第一，不依賴于天然地震或人工震源激發(fā)信號，是一種無源成像；第二，該方法可以獲得短周期(小于30 s)的面波頻散信息，從而提高了地殼淺層的分辨能力，進(jìn)一步拓寬了數(shù)據(jù)的頻帶范圍.

目前，圍繞青藏高原東緣速度結(jié)構(gòu)利用不同研究方法和數(shù)據(jù)獲得了一系列研究結(jié)果.如：背景噪聲成像法(Yao et al., 2008; Li H Y et al., 2009; Zheng et al., 2010; Yang et al., 2012; Xie et al., 2013; Li X F et al., 2014; Jiang et al., 2014;范文淵等，2015；楊志高等，2019；Bao et al., 2020)、聚束分析成像法(Wang et al., 2020)、地震體波走時成像法(Riaz et al., 2019；夏思茹等，2021)以及接收函數(shù)與瑞利面波頻散聯(lián)合反演法(Liu et al., 2014; Bao et al., 2015; Zheng et al., 2016)等.這些研究結(jié)果均表明，青藏高原東緣中、下地殼內(nèi)部存在明顯的低速體和正徑向各向異性的特征，與下地殼流動模型(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008)更為符合.此外，人工深地震探測方法(Wang et al., 2007)的研究結(jié)果表明青藏高原下地殼有較高的衰減值，可能是下地殼低速流動的結(jié)果.盡管這些研究結(jié)果在青藏高原東緣存在殼內(nèi)低速體方面達(dá)成共識，但對低速體空間分布特征和成因方面有不同看法.聯(lián)合面波頻散曲線和接收函數(shù)反演方法的結(jié)果(Zheng et al., 2016)顯示，青藏高原中、下地殼低速體向東北方向擴(kuò)展但并未跨越東昆侖斷裂帶(F3)，表明下地殼流動模型并非青藏高原東北部發(fā)育的主要機(jī)制，范文淵等(2015)的背景噪聲研究結(jié)果也得到了類似的結(jié)論.但也有部分研究(Zheng et al., 2010; Yang et al., 2012; Xie et al., 2013; Jiang et al., 2014; Deng et al., 2015)表明，青藏高原中、下地殼低速體在向北部擴(kuò)展過程中明顯跨過了東昆侖斷裂帶(F3)，其寬度向高原東緣逐漸縮小，但未到達(dá)西秦嶺斷裂帶(F2).此外，Bao等(2020)背景噪聲成像法得到了與以往研究不同的結(jié)果，認(rèn)為巴顏喀拉地塊地下并非存在大規(guī)模的低速體，而是沿多個孤立帶分布，與青藏高原東緣大尺度下地殼流動模型不一致.這些均表明青藏高原東緣低速體的成因、空間分布等特征仍存在較大爭議，還需要更深入地研究和分析.因此，青藏高原東緣，特別是巴顏喀拉地塊附近的地殼和上地幔精細(xì)的三維結(jié)構(gòu)以及變形機(jī)制仍是一個需要繼續(xù)深入研究的問題.

本文利用四川、重慶、甘肅、青海、陜西地震臺網(wǎng)的105個寬頻帶地震臺站在2017年8月—2018年8月期間記錄的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，采用背景噪聲成像法反演了青藏高原東緣地殼和上地幔頂部高分辨率的三維橫波速度結(jié)構(gòu)，探究青藏高原東緣中、下地殼低速體的成因和空間的分布特征，為深入了解該區(qū)域地下介質(zhì)信息和中、下地殼低速體分布提供重要參考依據(jù).

1 數(shù)據(jù)與方法

本文收集了研究區(qū)域(99°E—109°E、28°N—38°N)內(nèi)105個寬頻帶固定地震臺(圖1a)在2017年8月—2018年8月期間記錄的連續(xù)波形數(shù)據(jù)，對其垂直分量的背景噪聲進(jìn)行互相關(guān)處理并提取基階瑞利面波相速度頻散曲線.基于Bensen等(2007)提出的關(guān)于背景噪聲成像法的處理流程，對提取的背景噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行單臺數(shù)據(jù)預(yù)處理、互相關(guān)數(shù)據(jù)的提取和疊加、瑞利面波頻散曲線的測量及其嚴(yán)格控制和篩選，從而獲得基階瑞利面波相速度頻散曲線.

圖1 研究區(qū)地塊、主要活動斷裂和地震臺站分布圖(a)圖為(b)圖中紅色實(shí)線框區(qū)域的放大圖，圖中斷裂數(shù)據(jù)來自鄧起東等(2002)，白色實(shí)心圓為2000年以來發(fā)生的MS≥6.0地震事件，震源參數(shù)來源于中國地震臺網(wǎng)中心正式地震目錄(https:∥data.earthquake.cn/gcywfl/index.html).主要活動斷裂：F1：六盤山斷裂，F(xiàn)2：西秦嶺斷裂帶，F(xiàn)3：東昆侖斷裂帶，F(xiàn)4：塔藏斷裂，F(xiàn)5：龍門山斷裂帶，F(xiàn)6：鮮水河斷裂帶.(b)圖中地塊劃分：TB：塔里木盆地，ALB：阿拉善地塊，ODB：鄂爾多斯地塊，QB：柴達(dá)木地塊，QLB：祁連地塊，BYB：巴顏喀拉地塊，WQO：西秦嶺造山帶，QTB：羌塘地塊，CDB：川滇地塊，SCB：四川盆地，LSB：拉薩地塊，SChB：華南地塊.Fig.1 The distribution of blocks, the major active faults and seismic stations in the study area (a) is an enlargement of the red solid boxed area in (b), and the faults in the figure are from Deng et al. (2002). The white solid circles are the seismic events with MS≥6.0 since 2000, and the focal parameters are from the official earthquake catalogue of China Earthquakes Networks Center (https:∥data.earthquake.cn/gcywfl/index.html). The major active faults: F1: Liupanshan fault, F2: West Qinling fault zone, F3: East Kunlun fault zone, F4: Tazang fault, F5: Longmenshan fault zone, F6: Xianshuihe fault zone. The block in (b): TB: Tarim Basin, ALB: Alxa Block, ODB: Ordos Block, QB: Qaidam Block, QLB: Qilian Block, BYB: Bayan Har Block, WQO: West Qinling Orogen, QTB: Qiangtang Block, CDB: Sichuan-Yunnan Block, SCB: Sichuan Basin, LSB: Lhasa Block, SChB: South China Block.

關(guān)于背景噪聲成像的理論和方法很多文獻(xiàn)已做過詳細(xì)介紹(Weaver and Lobkis, 2002; Shapiro and Campillo, 2004; Weaver and Lobkis, 2004; Roux et al., 2005; Shapiro et al., 2005; Yao et al., 2006; Bensen et al., 2007; Yang et al., 2008; Li H Y et al., 2009; Fang et al., 2010; Bao et al., 2013).傳統(tǒng)的面波成像法主要分為兩步：(1)利用路徑頻散數(shù)據(jù)反演獲得面波相速度或群速度二維分布；(2)利用每個網(wǎng)格點(diǎn)下方的頻散數(shù)據(jù)反演獲得三維橫波速度.本文采用面波頻散數(shù)據(jù)直接反演法(Fang et al., 2015)，可以直接從不同周期不同路徑的面波頻散走時數(shù)據(jù)反演青藏高原東緣地殼和上地幔頂部三維橫波速度結(jié)構(gòu).與傳統(tǒng)方法相比，該方法具有以下優(yōu)點(diǎn)：(1)不需要構(gòu)造二維相速度或群速度圖；(2)對結(jié)構(gòu)的橫向變化有較好的平滑約束；(3)與全波形反演或伴隨層析成像相比，其計算效率更高.

1.1 單臺數(shù)據(jù)預(yù)處理

本文將收集的105個固定臺以天為單位、頻率為100 Hz的原始連續(xù)波形數(shù)據(jù)進(jìn)行降采樣(5 Hz)處理后并依次進(jìn)行去均值、去線性趨勢、去除儀器響應(yīng)、帶通濾波(0.018～0.625 Hz)、譜白化等數(shù)據(jù)處理，采用滑動絕對值平均歸一化的方法對數(shù)據(jù)在時間域內(nèi)進(jìn)行歸一化，目的是減少地震信息、儀器不統(tǒng)一和臺站附近非平穩(wěn)噪聲源的影響(Bensen et al., 2007).圖2a為四川盆地內(nèi)臺站HYS(圖3a)記錄到的波形原始頻譜圖，低頻區(qū)域存在的幾個波峰可能是由于微震信號造成的，且零頻處存在明顯的異常值，這些信號對后續(xù)頻散曲線的提取均會產(chǎn)生較大干擾.經(jīng)過上述預(yù)處理后，零頻處的異常值和低頻部分的波峰被有效去除(圖2b).因此，通過上述處理方式可以有效地降低微震信號的影響，去除異常信息，拓寬背景噪聲信號的頻帶.

圖2 原始波形(a)與譜白化(b)后的頻譜圖Fig.2 The frequency spectrum diagram of the original waveform (a) and the spectrum whitening (b)

1.2 互相關(guān)函數(shù)的提取

背景噪聲成像法中的一個關(guān)鍵步驟是對預(yù)處理后的波形數(shù)據(jù)做互相關(guān)計算，即通過對兩個臺站記錄到的長時間噪聲資料進(jìn)行互相關(guān)處理以提取臺站間介質(zhì)的格林函數(shù)(Campillo and Paul, 2003).對上述預(yù)處理后的任一臺站對的垂直噪聲數(shù)據(jù)進(jìn)行以天為單位的互相關(guān)計算，通過13個月的線性疊加從而獲得最終的互相關(guān)函數(shù).圖3為臺站HYS與其他臺站之間路徑分布和13個月疊加后的互相關(guān)函數(shù)，不同方位角的互相關(guān)函數(shù)中呈現(xiàn)清晰的信號(圖3b中虛線對應(yīng)的范圍).理論上，若噪聲源分布均勻，互相關(guān)函數(shù)正負(fù)半軸信號應(yīng)具有對稱性，但實(shí)際測量中，由于單條互相關(guān)函數(shù)受到噪聲源分布不均勻的影響，其正負(fù)兩支往往會出現(xiàn)不對稱的現(xiàn)象(Stehly et al., 2006)(圖3b).因此在實(shí)際數(shù)據(jù)處理中，通常把正負(fù)兩支反序疊加后再形成“對稱分量”互相關(guān)函數(shù)(Yang et al., 2007).最后，將“對稱分量”互相關(guān)函數(shù)做希爾伯特轉(zhuǎn)換，以此獲得面波經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)(Yao et al., 2011)，作為接下來提取頻散曲線的數(shù)據(jù)基礎(chǔ).

1.3 瑞利面波相速度測量

本文采用基于圖像分析的面波相速度頻散快速提取的方法(姚華建等, 2004; Yao et al., 2005)，并根據(jù)面波格林函數(shù)的遠(yuǎn)場表示定理來自動提取整條頻散曲線(Yao et al., 2006, 2008).具體分為如下四個步驟：

(1)用多重濾波的方法計算基階瑞利面波群走時，并以此設(shè)計余弦盾的窗函數(shù)，即每個周期窗函數(shù)的中心時刻對應(yīng)該周期的群走時，由此獲得加窗后的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)，這一步可有效地消除高階面波和其他干擾信號.

(2)以周期帶寬為0.4 s的凱澤窗(Kaiser window)窄帶濾波器對加窗后的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)進(jìn)行濾波，獲得周期5～50 s內(nèi)近似單周期的瑞利面波頻散信號.

(3)按周期大小的順序?qū)沃芷谛盘枏男〉酱笈帕校@得相走時-周期的振幅矩陣，并根據(jù)基階面波格林函數(shù)在遠(yuǎn)場的近似展開，得到相走時-相速度的轉(zhuǎn)換公式(1)，從而計算相速度-周期的振幅矩陣，

(1)

其中T表示測量周期，cAB(T)代表周期T對應(yīng)的相速度，t為相走時，Δ是臺間距.使用三次樣條插值的方法得到了振幅矩陣的圖像(圖4)，振幅矩陣圖單列中不同顏色對應(yīng)做窄帶濾波后單周期的經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)的歸一化振幅大小.

(4)在經(jīng)驗(yàn)速度范圍窗內(nèi)搜索振幅矩陣圖像中振幅的最大值，獲得基階瑞利面波相速度頻散曲線(圖4，白色實(shí)線).

圖4 臺站對CHK-REG的相速度頻散曲線測量示意圖白色實(shí)線表示初次提取的相速度頻散曲線.藍(lán)色實(shí)心圓表示經(jīng)過“相鄰周期無明顯跳變”的原則篩選后的頻散點(diǎn)，黑色實(shí)心圓表示按照信噪比的原則篩選后的頻散點(diǎn)，紅色實(shí)心圓表示經(jīng)過面波格林函數(shù)的遠(yuǎn)場表示定理計算出來的頻散點(diǎn).臺站對CHK-REG的路徑分布見圖5a中黃色實(shí)線.Fig.4 Phase velocity dispersion curve measurement of the station pair CHK-REG The white solid line represents the phase velocity dispersion curve extracted for the first time. The blue solid circles represent the dispersion points sifted by the principle of “no significant jump in adjacent periods”, the black solid circles represent the dispersion points sifted by the principle of signal-to-noise ratio, and the red solid circles represent the dispersion points calculated by the far-field representation theorem of the surface-wave Green′s function. The path distribution of station pair CHK-REG is shown as the yellow solid line in Fig.5a.

為了增加頻散數(shù)據(jù)的可靠性，本文在篩選頻散曲線時采用如下三個標(biāo)準(zhǔn)：①單頻信噪比≥5；②臺間距>2倍波長；③相鄰周期相速度值無明顯跳變，最終獲得5416條頻散曲線.圖5b展示了研究區(qū)域內(nèi)臺站對篩選后的頻散曲線，值得注意的是川滇地塊附近分布的臺站對BTA-MBI、巴顏喀拉地塊附近分布的臺站對DAW-GZI，以及巴顏喀拉地塊和柴達(dá)木地塊附近分布的臺站對LJS-RTA所對應(yīng)的頻散曲線在周期約為7～15 s范圍內(nèi)出現(xiàn)負(fù)斜率，一定程度上說明這些地塊下方可能存在低速體.然而，四川盆地和鄂爾多斯地塊附近分布的臺站對HZHG-YGD、HCH-QCH和HXT-WXT所對應(yīng)的頻散曲線隨著周期的增加呈現(xiàn)單調(diào)遞增的特征，說明不同地塊下方速度結(jié)構(gòu)存在顯著差異.本文將頻散數(shù)據(jù)點(diǎn)按各周期的路徑數(shù)進(jìn)行統(tǒng)計(圖6)，顯示頻散數(shù)據(jù)的射線路徑數(shù)在5～40 s周期范圍內(nèi)數(shù)量最多，且在周期為12～13 s達(dá)到峰值，當(dāng)周期超過45 s后，平均相速度值出現(xiàn)了明顯的上下跳動，這可能是由于長周期數(shù)據(jù)的不足導(dǎo)致.本文最終截取周期范圍為5～40 s的相速度頻散值作為三維橫波速度反演的數(shù)據(jù).不同周期的射線分布情況(圖7)顯示研究區(qū)域內(nèi)部的路徑方位覆蓋較好，截取的各周期均得到了充足的頻散曲線.

圖5 (a)臺站對的路徑分布和(b)篩選后瑞利面波相速度頻散曲線Fig.5 (a) The path distribution of the station pairs and (b) phase velocity dispersion curve of the Rayleigh surface wave after sifting

圖6 基階瑞利面波相速度頻散數(shù)據(jù)和射線路徑數(shù)隨周期的分布圖圓點(diǎn)為所有臺站所有周期的相速度頻散數(shù)據(jù)，實(shí)線表示所有臺站對的平均相速度與周期的分布圖，虛線表示基階瑞利面波頻散數(shù)據(jù)在不同周期射線路徑數(shù)量.Fig.6 The distribution of dispersion data of fundamental-order Rayleigh surface-wave phase velocity and the number of ray paths with period The dots represent the phase velocity dispersion data of all stations for all periods. The solid line represents the distribution diagram of the average phase velocity versus period of all station pairs. The dashed line represents the number of ray paths of the fundamental-order Rayleigh surface-wave dispersion data at different periods.

圖7 不同周期瑞利面波射線路徑分布圖Fig.7 The distribution of Rayleigh surface-wave ray paths with different periods

1.4 初始一維橫波速度模型的選定

由于本文采用面波頻散數(shù)據(jù)直接反演三維橫波速度的方法(Fang et al., 2015)，其三維反演結(jié)果對初始一維橫波速度模型具有較強(qiáng)的依賴性，這是由于三維反演結(jié)果是在一維速度模型基礎(chǔ)上做微擾動.因此，選擇合適的初始一維模型，對于提高反演結(jié)果的精度至關(guān)重要.由于不同區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造差異較大，全球或大尺度一維速度模型對小尺度研究區(qū)域并不是最佳的.為了盡量減小反演結(jié)果對初始一維速度模型的依賴，本文首先對適合本研究區(qū)域的一維速度模型進(jìn)行了嚴(yán)格篩選.經(jīng)反復(fù)測算和綜合分析，最終根據(jù)研究區(qū)域內(nèi)的相關(guān)研究結(jié)果(趙珠和張潤生，1987；Wang et al., 2007; 黃曉萍等，2012；王同軍等，2017；朱介壽等，2017；李敏娟等，2018；Yao et al., 2019; 宋倩等，2020)，并利用介質(zhì)物理參數(shù)之間的經(jīng)驗(yàn)轉(zhuǎn)換公式(Brocher, 2005)，構(gòu)建了8種不同的一維橫波速度模型，如圖8a所示.將上述模型分別作為初次迭代的一維橫波速度模型，利用傳統(tǒng)面波相速度計算方法(Herrmann, 2013)和觀測平均相速度頻散曲線(圖6中的實(shí)線)反演得到相應(yīng)的8個輸出一維橫波速度模型.根據(jù)正演獲得的相速度值與平均觀測相速度值的均方根(RMS)殘差分布(圖8b)，選擇相速度值均方根殘差最小(數(shù)值為1.9 m·s-1)的模型3反演后的一維橫波速度模型作為三維面波相速度直接反演法的初始一維橫波速度模型(圖9a).

圖8 研究區(qū)域內(nèi)一維橫波速度分析結(jié)果(a) 不同顏色實(shí)線代表不同模型，其中模型2、4、5可以直接在對應(yīng)的文獻(xiàn)中獲得一維橫波速度模型，而其他一維橫波速度模型是通過經(jīng)驗(yàn)公式轉(zhuǎn)換而獲得； (b) 不同一維速度模型的相速度均方根(RMS)殘差分布.Fig.8 The analyzed results of one-dimensional shear wave velocity in the study area(a) Different colored solid lines represent different models, where models 2, 4, and 5 can be obtained directly from corresponding literatures for one-dimensional shear wave velocity models, while the other one-dimensional shear wave velocity models are obtained by conversion of empirical formula; (b) The distribution of root mean square (RMS) residual for phase velocity in the different one-dimensional velocity models.

圖9 (a)初始一維橫波速度模型，(b)不同周期基階瑞利面波相速度對橫波速度的深度敏感度曲線Fig.9 (a) The initial one-dimensional shear wave velocity model and (b) the depth sensitivity curves of fundamental-order Rayleigh surface-wave phase velocity at different periods to shear wave velocity

1.5 反演方法

本文采用面波頻散數(shù)據(jù)直接反演法(Fang et al., 2015)開展研究.與傳統(tǒng)面波反演法相比，該方法無需構(gòu)建二維相速度分布圖，而是直接基于所有面波頻散走時數(shù)據(jù)反演獲得三維橫波速度結(jié)構(gòu).值得一提的是，該方法使用快速行進(jìn)法(Rawlinson and Sambridge, 2005)計算某一周期的瑞利面波相走時和射線路徑，從而考慮了復(fù)雜的地下速度結(jié)構(gòu)引起面波射線彎曲的效應(yīng).

一般情況下，基階瑞利面波相速度對其波長約1/3左右深度的橫波速度最為敏感，因此，周期5～20 s的瑞利面波主要對0～30 km左右的橫波速度結(jié)構(gòu)敏感(圖9b)，近似于研究區(qū)域的上、中地殼分布范圍，周期30～40 s的瑞利面波的敏感深度在40～80 km左右，接近于研究區(qū)域下地殼和上地幔頂部橫波速度結(jié)構(gòu).本文的頻散數(shù)據(jù)周期范圍為5～40 s，能夠很好地反映深度60 km以內(nèi)(地殼和上地幔頂部)的橫波速度結(jié)構(gòu).

為了提高反演結(jié)果的穩(wěn)定性，在反演中引入光滑系數(shù)來權(quán)衡目標(biāo)函數(shù)中數(shù)據(jù)殘差大小和模型光滑度，因此，選擇合適的光滑系數(shù)對于三維反演結(jié)果非常重要.本文通過吉洪諾夫正則化法(Tikhonov regularization，Aster et al., 2013)測試了多個光滑系數(shù)，獲得了數(shù)據(jù)殘差歸一化范數(shù)和模型方差歸一化范數(shù)相關(guān)關(guān)系的L曲線(圖10)，最終選擇光滑系數(shù)為20用于反演計算.

圖10 選擇最佳平滑系數(shù)的L曲線Fig.10 Selecting the L curve with the best smoothing coefficient

2 分辨率測試

為了測試數(shù)據(jù)的空間分辨能力，本文進(jìn)行了不同網(wǎng)格間隔的檢測板測試(Humphreys and Clayton, 1988; Zhao et al., 1992).首先，將初始的一維橫波速度模型(圖9a)以等間隔加±6%的速度擾動構(gòu)成三維棋盤格的模型；然后，根據(jù)觀測數(shù)據(jù)所對應(yīng)的路徑計算臺站對之間相速度對應(yīng)的理論走時數(shù)據(jù)，并將隨機(jī)高斯噪聲添加到理論走時數(shù)據(jù)中，得到合成理論數(shù)據(jù)集；最后，采用與實(shí)際反演中相同的射線路徑分布（圖7）和相同的反演參數(shù)進(jìn)行反演．

本文通過大量的檢測板測試，分別設(shè)置橫向分辨率為0.25°×0.25°、0.3°×0.3°、0.4°×0.4°、0.5°×0.5°、1°×1°，最終確定本研究區(qū)域橫向分辨率為0.5°×0.5°(圖11).檢測板測試的結(jié)果表明本文用于反演的頻散數(shù)據(jù)對研究區(qū)域60 km以上深度有很好的空間分辨力，大部分節(jié)點(diǎn)上的速度擾動量絕對值均恢復(fù)到6%，能夠分辨水平方向0.5°×0.5°的速度異常.考慮到邊緣區(qū)域的恢復(fù)效果有所下降，因此在之后的三維反演結(jié)果中將截掉未出現(xiàn)正負(fù)間隔擾動的邊緣區(qū)域.

圖11 檢測板測試橫剖面結(jié)果Fig.11 The results of cross section of the checkerboard tests

3 三維橫波速度結(jié)構(gòu)

圖12顯示了青藏高原東緣0～60 km深度范圍的橫波速度結(jié)構(gòu).其結(jié)果表明：青藏高原東緣地下橫波速度結(jié)構(gòu)具有顯著的橫向不均勻性特征，且地下淺部的橫波速度結(jié)構(gòu)與地表地質(zhì)單元體有非常好的對應(yīng)關(guān)系.在0～10 km深度層中(圖12a)，鮮水河斷裂帶(F6)南端與龍門山斷裂帶(F5)交匯處呈現(xiàn)局部高速特征，可能與峨眉山大型火成巖省有關(guān)(圖12a中紅色框區(qū)域).龍門山斷裂帶(F5)兩側(cè)速度變化強(qiáng)烈，西側(cè)青藏高原為高速特征，東側(cè)四川盆地為低速特征；研究區(qū)域東北部的鄂爾多斯地塊也呈現(xiàn)出非常明顯的低速特征.這是由于四川盆地和鄂爾多斯地塊普遍存在較厚的沉積層，相比于高原地區(qū)，沉積層巖石通常是由碳酸鹽類(沉積巖)組成，而高原淺層物質(zhì)主要是由地幔中侵入地殼的鐵鎂質(zhì)基性巖(巖漿巖)組成.通常情況下，沉積巖中的地震波速度明顯低于巖漿巖中的地震波速度，因此，研究區(qū)域西部淺層橫波速度相較于東部更高.四川盆地和鄂爾多斯地塊局部區(qū)域均呈現(xiàn)低速特征，但低速異常特征存在明顯差異，四川盆地橫波速度是研究區(qū)域的最低值，約為2.7 km·s-1，而鄂爾多斯地塊的橫波速度最低值高于四川盆地，約為3.0 km·s-1，這可能是由于鄂爾多斯地塊是非常穩(wěn)定的克拉通地塊，沉積層的壓實(shí)作用比較強(qiáng).

圖12 不同深度層橫波速度分布圖黑色實(shí)線表示主要活動斷裂，空心圓表示2000—2021年之間MS≥4.0地震在不同深度層的分布情況.圖(a)中白色虛線分別表示峨眉山大型火成巖省(ELIP)中間和外部帶，紅色框表示高速異常，其他字母和符號表示同圖1中.Fig.12 The distribution of shear wave velocity at different depths layer The black solid lines represent major active faults, the hollow circles represent the distribution of earthquakes with MS≥4.0 at different depths layer between 2000 and 2021. The white dashed lines represent the middle and outer zones of Emeishan Large Igneous Province (ELIP), and the red box represents high-speed anomalies in (a). Other letters and symbols are the same as Fig.1.

在10～20 km深度層中(圖12b)，龍門山斷裂帶(F5)和六盤山斷裂(F1)表現(xiàn)為高低速特征的分界線，且地震多分布在龍門山斷裂(F5)帶附近.巴顏喀拉地塊開始出現(xiàn)整體的低速特征，而四川盆地低速區(qū)增大，其分布特征呈傾斜的倒“U”型，鄂爾多斯地塊的低速特征也進(jìn)一步向四周擴(kuò)展.

在20～30 km深度層中(圖12c)，速度結(jié)構(gòu)特征與10～20 km深度層相比出現(xiàn)了明顯變化，整體上呈現(xiàn)西低東高的特征，基本反映了研究區(qū)中、下地殼深度的橫波速度結(jié)構(gòu).巴顏喀拉地塊的低速特征進(jìn)一步增大，速度值也明顯降低，尤其是九寨溝地區(qū)橫波速度值非常低，約為3.2 km·s-1.而四川盆地則呈現(xiàn)了與10～20 km深度層截然相反的速度分布，由淺地表的低速異常轉(zhuǎn)變?yōu)槊黠@的高速異常，盆地北部高速異常達(dá)到3.7 km·s-1.鄂爾多斯地塊的低速區(qū)漸漸減小，其南部呈現(xiàn)高速異常.

與上一層相比，在30～40 km深度層(圖12d)，研究區(qū)域橫波速度呈現(xiàn)西北低、東南高的特征.巴顏喀拉地塊的低速特征區(qū)域基本覆蓋了整個地塊，向北擴(kuò)展跨過東昆侖斷裂帶(F3)，其中北東方向的低速體接近西秦嶺斷裂帶(F2)，而北西方向的低速體分布范圍在柴達(dá)木地塊下方迅速變窄，同時速度值增大，與祁連地塊下方低速體具有一定的連通性.四川盆地的高速區(qū)域已擴(kuò)展至整個盆地.

在40～60 km深度層上(圖12e，f)，研究區(qū)域的橫波速度分布的整體特征與30～40 km很相似，橫波速度結(jié)構(gòu)依舊是東南部高、西部低分布特征，這主要受研究區(qū)域地殼厚度控制.東南部的四川盆地已進(jìn)入上地幔深度范圍，而西部的青藏高原地區(qū)還處于地殼范圍，形成了研究區(qū)這種東南高、西低的速度特征.與龍門山斷裂帶(F5)呈現(xiàn)為明顯的高低速轉(zhuǎn)換帶不同，鮮水河斷裂帶(F6)并未截斷巴顏喀拉地塊與其南部的川滇地塊的低速異常.鄂爾多斯地塊呈現(xiàn)的高速異常區(qū)域逐漸擴(kuò)展至整個地塊，并在50～60 km向南與四川盆地的高速異常區(qū)連為一體.

為了進(jìn)一步分析研究區(qū)域橫波速度結(jié)構(gòu)隨深度的縱向變化特征，本文給出了沿不同方向縱剖面的橫波速度成像結(jié)果(圖13)，并將剖面兩側(cè)各30 km范圍內(nèi)的地震震源投影在該剖面上.在研究區(qū)域北端東西向的剖面AA′(圖13a，g)中，西側(cè)的柴達(dá)木地塊和祁連地塊0～15 km呈現(xiàn)低速特征，這與柴達(dá)木盆地東側(cè)沉積層有關(guān)，研究區(qū)域東側(cè)的低速特征下邊界約束了鄂爾多斯地塊沉積層厚度.位于研究區(qū)域中部東西向的剖面BB′(圖13b，g)，西側(cè)的巴顏喀拉地塊是青藏高原的一個組成部分，在30～45 km深度范圍內(nèi)呈現(xiàn)非常顯著的水平低速層的特征，并向東延伸.值得注意的是，該低速層受堅硬的華南地塊北部西秦嶺造山帶的阻擋作用，截止于塔藏斷裂(F4)附近.塔藏斷裂(F4)東西兩側(cè)地殼厚度也存在明顯的差異，西側(cè)約50 km，而東側(cè)約為45 km.鄭晨等(2018)聯(lián)合面波頻散與接收函數(shù)反演也獲得了同樣的地殼厚度.劇烈的構(gòu)造變形通常伴隨強(qiáng)震的發(fā)生，2017年MS7.0九寨溝地震及其余震即發(fā)生在該高低速分界線附近，Riaz等(2019)對九寨溝地震震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)的研究也顯示了同樣的震源分布特征.在研究區(qū)域南端東西向的剖面CC′(圖13c，g)中，巴顏喀拉地塊與四川盆地的邊界線——龍門山斷裂帶(F5)為非常明顯的高低速分界線，顯示出兩個地塊間地殼厚度的顯著差異，這與塔藏斷裂(F4)附近的結(jié)構(gòu)非常相似.此外，2008年5月12日MS8.0汶川大地震及其余震也發(fā)震于龍門山斷裂帶，該斷裂帶東側(cè)的四川盆地淺部約15 km厚度的低速層特征顯示了沉積層厚度.根據(jù)已有的研究結(jié)果，青藏高原東緣殼幔邊界的橫波速度約為4.0 km·s-1(Yang et al., 2012)，將這一殼幔邊界橫波速度值與本文的研究結(jié)果結(jié)合，表明四川盆地莫霍界面的深度約為40 km，相關(guān)研究顯示四川盆地的地殼厚度分布范圍為35～45 km(Li H Y et al., 2009)，涵蓋了本文的研究結(jié)果.值得注意的是，龍門山斷裂帶西側(cè)的巴顏喀拉地塊在深度為30～45 km處顯示出較為明顯的約為15 km厚的水平低速層，其地殼厚度明顯高于40 km.

圖13 研究區(qū)域內(nèi)不同方向剖面的橫波速度縱剖面圖圖(a)，(b)，(c)，(d)，(e)，(f)的剖面位置分別對應(yīng)圖(g)中紅色剖面線，圖(g)中黑色實(shí)線表示主要活動斷裂，剖面圖中黑色空心圓表示2000—2021年之間MS≥4.0地震分布；圖(c)中的白色五角星表示2008年5月12日MS8.0汶川地震，其余圖中的白色五角星均表示2017年8月8日MS7.0九寨溝地震；剖面中深度與水平向的比例尺為2∶7，而地形圖高程與水平向的比例尺為1∶10；其余圖中字母符號意義均同圖1.Fig.13 The profiles of shear wave velocity for different directions in the study area The locations of the profiles in figures (a), (b), (c), (d), (e) and (f) correspond to the red profile lines in figure (g). The black solid lines in figure (g) represent the major active faults. The black hollow circles in the profile figure indicate the distribution of earthquakes with MS≥4.0 between 2000 and 2021. The white stars in figure (c) represent the MS8.0 Wenchuan earthquake on May 12, 2008, and the white stars in the other figures represent the MS7.0 Jiuzhaigou earthquake on August 8, 2017. The scale of depth to horizontal in the cross section is 2∶7, while the scale of elevation to horizontal in the topographic map is 1∶10. The other symbols and letters in the figure are the same as those in Fig.1.

由BB′和CC′這兩條東西向的剖面(圖13b，c)可以發(fā)現(xiàn)，巴顏喀拉地塊下方30～45 km深度內(nèi)存在顯著的水平層狀低速異常，但向東延伸的范圍從北向南有明顯縮短，由北側(cè)水平向約為400 km(圖13b)逐漸縮短到南端300 km的尺度(圖13c).這可能是青藏高原東緣地下軟弱物質(zhì)向東運(yùn)移過程中受到四川盆地的阻擋轉(zhuǎn)而向南，導(dǎo)致了這兩條剖面低速層分布范圍發(fā)生變化，這也符合GPS測量相對于華南地塊運(yùn)動的速度場反映的運(yùn)移情況(張培震，2008).

DD′剖面是橫跨祁連地塊、柴達(dá)木地塊和巴顏喀拉地塊等構(gòu)造單元的南北向剖面(圖13d，g)，整個剖面下方30～45 km深度范圍內(nèi)存在從南至北貫通的低速層，這也與BB′和CC′兩個東西向剖面的結(jié)果互相印證.不同地塊下方30～45 km深度范圍內(nèi)的低速層厚度不一致，柴達(dá)木地塊的低速體厚度逐漸向北減薄，在祁連地塊下方低速體厚度達(dá)到最薄，兩個地塊之間的低速層存在一定的連通性.圖13e的南北向縱剖面EE′結(jié)果顯示在32.3°N—34.5°N范圍內(nèi)深度約為30～45 km也存在低速層，厚度表現(xiàn)為北薄南厚.由這兩個南北向的剖面也可以看出巴顏喀拉地塊下方30～45 km深度范圍內(nèi)的低速層由西向東范圍逐漸減小的特征.

GG′剖面為SW-NE向(圖13f，g)，穿過研究區(qū)域的中心點(diǎn)，橫跨川滇地塊、巴顏喀拉地塊、柴達(dá)木地塊、鄂爾多斯地塊等多個構(gòu)造單元.該剖面西南部的川滇地塊和巴顏喀拉地塊地下30～45 km深度呈現(xiàn)大范圍低速層，在30.5°N—32.2°N范圍內(nèi)低速特征尤為顯著.

4 討論

4.1 青藏高原東緣地殼低速異常體的空間分布特征

青藏高原東緣的深部結(jié)構(gòu)與動力學(xué)過程是了解青藏高原構(gòu)造演化的關(guān)鍵，許多學(xué)者用不同研究方法做了大量研究(Zheng et al., 2010, 2016; Li H Y et al., 2012; Yang et al., 2012; Bao et al., 2013, 2020; Xie et al., 2013; Jiang et al., 2014; Deng et al., 2015; Tan et al., 2015; 范文淵等，2015；Li Y H et al., 2017; Wang et al., 2020; 夏思茹等，2021).這些研究結(jié)果均表明青藏高原東緣中、下地殼存在明顯的低速異常體，但對低速異常體的空間分布特征有不同結(jié)論.

本文的背景噪聲成像結(jié)果表明在川滇地塊北部、巴顏喀拉地塊和柴達(dá)木地塊下方廣泛存在橫波速度低速異常體(圖13a—f)，速度值為3.1～3.4 km·s-1，深度為30～45 km，祁連地塊下方雖然也存在低速異常體(圖13d)，但是其分布范圍小，速度值更高.其中川滇地塊北部中、下地殼顯著的橫波低速異常體特征(圖13d)在其他學(xué)者的研究結(jié)果中(Yao et al., 2008; Li et al., 2009)也有出現(xiàn).巴顏喀拉地塊中、下地殼廣泛存在的低速體東側(cè)大致以龍門山斷裂帶(F5)為邊界(圖13c)，在北側(cè)跨越東昆侖斷裂帶(F3，圖13d)，且巴顏喀拉地塊和川滇地塊北部低速體并未受到鮮水河斷裂帶(F6)的影響而被分隔開(Yang et al., 2012).從低速體的分布深度來看，本文的研究結(jié)果表明青藏高原東緣的橫波低速異常體深度范圍為30～45 km(圖13b—d，f)，整體深度深于Li等(2014)的研究結(jié)果(20～35 km)，與大地電磁測深法(Sun et al., 2020)發(fā)現(xiàn)的高導(dǎo)層深度范圍較為一致.此外，青藏高原東緣中、下地殼低速體在北部的邊界分布極為復(fù)雜，一直存有爭議.有些學(xué)者認(rèn)為青藏高原東緣中、下地殼低速體未跨越東昆侖斷裂帶(F3)，且在柴達(dá)木地塊下方未發(fā)現(xiàn)明顯的低速體特征(Li et al., 2012, 2014; Zheng et al., 2016)，正徑向各向異性的特征(Tan et al., 2015)與該低速體分布特征能夠很好的吻合.還有些學(xué)者則認(rèn)為該低速體跨越了東昆侖斷裂帶(F3)，且繼續(xù)向北滲透到柴達(dá)木地塊，但這些研究結(jié)果有個共同的特點(diǎn)——低速體緊鄰西秦嶺斷裂帶(F2)南側(cè)(Zheng et al., 2010; Jiang et al., 2014; Li Y H et al., 2017; Wang et al., 2020).由于柴達(dá)木地塊位于本研究區(qū)域分辨率很高的區(qū)域，因此清晰地刻畫了低速體在北部復(fù)雜的分布形態(tài).北部的邊界分為兩部分(圖12d)，北偏東的一部分邊界接近西秦嶺斷裂帶(F2)(圖13e)，北偏西的一部分低速體的寬度在柴達(dá)木地塊下方迅速變窄，且速度值變大(圖13d)，與祁連地塊下方低速體具有一定的連通性.祁連地塊下方低速體速度值大約為3.5 km·s-1，略高于巴顏喀拉地塊低速體的速度值(約3.4 km·s-1)，柴達(dá)木地塊下方低密度異常(Li H L et al., 2017)也給出了相同的分布范圍，因此這可能代表了祁連地塊低速體相當(dāng)于巴顏喀拉地塊低速體的早期發(fā)育階段(Tapponnier et al., 2001; Bao et al., 2013).此外，祁連地塊中、下地殼的橫波低速異常體特征主要分布在西北端，其東南端并無明顯的低速異常體特征(圖12d)，這一現(xiàn)象也得到了相關(guān)研究的佐證(Li X F et al., 2014; Bao et al., 2020).

4.2 青藏高原東緣中、下地殼低速流

關(guān)于在青藏高原東緣中、下地殼存在的低速體的成因一直是研究的重點(diǎn).青藏高原東緣的高地面熱流的特征(Hu et al., 2000; Wang, 2001)在一定程度上表明該地區(qū)地殼具有部分熔融的條件.此外，實(shí)驗(yàn)地球物理表明，地殼中部分熔融體能吸收彈性波能量并造成速度降低(Müller and Raab, 1997; Wang et al., 2020).其他學(xué)者研究中也能證實(shí)青藏高原地殼中存在部分熔融的現(xiàn)象，比如青藏高原南部中地殼部分熔融(Nelson et al., 1996; Unsworth et al., 2005)、青藏高原中部下地殼和上地幔部分熔融(Hacker et al., 2000, 2014; Meissner et al., 2004)、青藏高原東緣中地殼部分熔融(Yang et al., 2012; Xie et al., 2013)和青藏高原北部中、下地殼部分熔融(Owens and Zandt, 1997; Wei et al., 2001).正是由于青藏高原東緣中、下地殼溫度升高以至于發(fā)生部分熔融，從而導(dǎo)致巴顏喀拉地塊中、下地殼橫波速度低于周圍的速度.在本文研究區(qū)域西南處，Bai等(2010)用大地電磁成像法得到的剖面結(jié)果表明，巴顏喀拉地塊中、下地殼存在一個高導(dǎo)(低阻)層，是由于部分熔融物質(zhì)導(dǎo)致，并且這些地殼熔融體在地質(zhì)時間尺度上可以發(fā)生流動.本文沿著該剖面觀測到的低速體分布特征(圖13f)與高導(dǎo)層的分布特征相似，且巴顏喀拉地塊表現(xiàn)出較高的泊松比特征(王興臣等, 2017)，這些均表明低速體特征可能與地殼物質(zhì)部分熔融有關(guān)，也反映了這部分低速體對應(yīng)的物質(zhì)比較軟弱，有利于流動.

針對青藏高原東緣地表變形和地殼增厚的現(xiàn)象，有學(xué)者提出了一種地球動力學(xué)模型——下地殼流動模型(Royden et al.,1997,2008; Clark and Royden, 2000)，通過數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)，認(rèn)為如果青藏高原下地殼中軟弱的低速物質(zhì)在發(fā)生流動的過程中被堅硬的四川盆地阻擋，反映在地表會形成狹窄陡峭的地形變化，如龍門山斷裂帶(F5).本文高分辨率三維橫波速度結(jié)構(gòu)很好地反映了青藏高原東緣低速體的空間分布.其中，巴顏喀拉地塊中、下地殼低速體在東部被四川盆地下地殼高速體阻擋，截止于龍門山斷裂帶(F5)附近(圖13c，e)，且在龍門山斷裂帶(F5)兩側(cè)橫向距離變化不到100 km的范圍內(nèi)，地形高程迅速從高原的5 km下降到盆地的幾百米(圖1).而在巴顏喀拉地塊北部，其中、下地殼低速體沿著四川盆地和柴達(dá)木盆地之間寬闊的區(qū)域繼續(xù)運(yùn)移，并未受到堅硬高速體的阻擋，地表地形高度變化非常緩慢，這一特征與Clark和Royden(2000)的研究結(jié)果一致，也很好地解釋了青藏高原東緣上地殼無顯著的縮短而地殼增厚的現(xiàn)象(Burchfiel et al., 1995; Wang et al., 1998).Shapiro等(2004a)從地震徑向各向異性分析中，發(fā)現(xiàn)青藏高原中部中、下地殼可能存在通道流，這一觀點(diǎn)同樣也得到在該研究區(qū)域內(nèi)獲得的高電導(dǎo)率的論證(Wei et al., 2001).

因此，為了更加清楚地了解青藏高原東緣中、下地殼低速體的運(yùn)移方向，本文做了橫波速度三維示意圖(圖14)，為圖示清楚和重點(diǎn)分析中、下地殼速度結(jié)構(gòu)，圖中未繪制0～20 km深度的橫波速度.從圖14中可明顯發(fā)現(xiàn)，在研究區(qū)域的北部，來自于青藏高原的中、下地殼低速體向東運(yùn)移過程中逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橄驏|北方向運(yùn)移，且跨越東昆侖斷裂帶(F3)，到達(dá)柴達(dá)木地塊，形成目前低速體復(fù)雜的形態(tài).而在研究區(qū)域中南部，青藏高原中、下地殼低速體向東運(yùn)移的過程中，在靠近龍門山斷裂帶(F5)的下方受到四川盆地剛性地殼的阻擋作用，出現(xiàn)分流現(xiàn)象：一支沿著鮮水河斷裂帶(F6)向南運(yùn)移，進(jìn)入青藏高原東南緣；而另一支則沿著龍門山斷裂帶(F5)向北方向運(yùn)移，并截止于西秦嶺斷裂帶(F2).這樣的運(yùn)移方式與GPS觀測到的地表速度場分布特征(張培震，2008)具有很好的一致性.

圖14 青藏高原東緣中、下地殼橫波速度三維示意圖Fig.14 The diagram of three-dimensional shear wave velocity in the middle-lower crust of the eastern margin of the Tibetan Plateau

值得注意的是，祁連地塊西北端中、下地殼，存在著較為明顯低速特征，其他研究結(jié)果(Yang et al., 2012; Bao et al., 2013; Jiang et al., 2014)也給出了同樣的特征，但是對于該低速體成因的研究還存在爭議.鑒于這是本研究區(qū)域的邊緣地區(qū)，沒有足夠的分辨率，還需要利用更多的臺站波形數(shù)據(jù)和結(jié)合其他研究資料并向北擴(kuò)大研究區(qū)域，才能對低速體的成因做進(jìn)一步深入的探討.

4.3 中、下地殼低速體對塔藏斷裂附近地下速度結(jié)構(gòu)的影響

青藏高原東緣中、下地殼低速體對塔藏斷裂(F4)附近地下速度結(jié)構(gòu)造成了顯著的影響，以往的相關(guān)研究由于分辨率和研究區(qū)域等因素對塔藏斷裂(F4)附近地下的速度結(jié)構(gòu)和成因未能給予足夠的重視.從圖13b、e、f中可以明顯發(fā)現(xiàn)，塔藏斷裂(F4)附近地殼相比于周圍呈現(xiàn)低速異常的特征，且在30～45 km深度范圍內(nèi)與巴顏喀拉地塊下方的低速體相連接.因此，我們認(rèn)為這種異常現(xiàn)象可能是由于沿著龍門山斷裂帶(F5)向北運(yùn)移的低速物質(zhì)和來自于青藏高原內(nèi)部的向東北運(yùn)移的低速物質(zhì)受到華南地塊北部的西秦嶺造山帶較硬中、下地殼的阻擋作用，在塔藏斷裂(F4)附近沿著裂縫垂直運(yùn)移到上地殼，導(dǎo)致該斷裂地殼內(nèi)速度相比于周圍區(qū)域明顯偏低(圖13f).在東昆侖斷裂帶(F3)東段的三維電阻率的研究結(jié)果(Sun et al., 2020)表明，中、下地殼高電導(dǎo)率層在塔藏斷裂(F4)附近出現(xiàn)局部上涌的現(xiàn)象，這從側(cè)面印證了本文研究成果中塔藏斷裂(F4)附近地殼巨厚低速體的存在(圖13e)，同時也佐證了塔藏斷裂(F4)附近上地殼低速特征可能是由于中、下地殼的低速物質(zhì)上涌導(dǎo)致.正是由于這些低速物質(zhì)充填進(jìn)斷裂附近地下裂隙后，降低了巖石有效正應(yīng)力而導(dǎo)致巖石脆性破壞，從而可能誘發(fā)了九寨溝地震的發(fā)生(Chen et al., 2021).這種中、下地殼低速物質(zhì)在斷裂帶附近局部上涌的異?，F(xiàn)象在2008年汶川MS8.0地震震源區(qū)速度結(jié)構(gòu)的研究中存在(Wang et al., 2014).

此外，塔藏斷裂(F4)附近莫霍界面出現(xiàn)明顯的下沉(圖13e)，應(yīng)是低速體在塔藏斷裂(F4)處上涌和物質(zhì)的積累導(dǎo)致局部地形的上升和地殼的增厚，由于重量的增加，造成物質(zhì)向深部有下沉作用，使得塔藏斷裂(F4)附近的莫霍界面出現(xiàn)了下凹的現(xiàn)象.

5 結(jié)論

本次研究根據(jù)臺站分布和研究目的選取99°E—109°E、28°N—38°N為研究區(qū)域，利用四川、重慶、甘肅、青海、陜西地震臺網(wǎng)的105個寬頻帶固定地震臺站在2017年8月—2018年8月記錄的連續(xù)垂直分量背景噪聲數(shù)據(jù)，通過互相關(guān)計算和時頻分析，并對頻散曲線的質(zhì)量進(jìn)行嚴(yán)格控制和篩選，共獲得5416條周期為5～40 s的基階瑞利面波相速度頻散曲線.利用面波頻散數(shù)據(jù)直接反演法(Fang et al., 2015)獲得了青藏高原東緣地殼和上地幔頂部高精度的三維橫波速度結(jié)構(gòu)，主要結(jié)論如下：

(1)青藏高原東緣地下淺部的速度結(jié)構(gòu)與地表地質(zhì)單元體有非常好的對應(yīng)關(guān)系.四川盆地和鄂爾多斯地塊的低速特征主要與沉積巖有關(guān)；而青藏高原東部則表現(xiàn)為與鐵鎂質(zhì)基性巖相關(guān)的高速特征.

(2)巴顏喀拉地塊中、下地殼存在大范圍的低速體，可能由于地殼內(nèi)物質(zhì)發(fā)生部分熔融，吸收彈性波能量并導(dǎo)致速度降低；而柴達(dá)木地塊下地殼局部也存在低速體，應(yīng)為巴顏喀拉地塊低速體的延伸部分.

(3)青藏高原東緣中、下地殼橫波低速體分布特征概括為：在北部，來自于高原中、下地殼低速體向東運(yùn)移過程中逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橄驏|北方向運(yùn)移，在跨越東昆侖斷裂帶后低速體范圍迅速變窄，而速度值逐漸增大，與祁連地塊的低速體具有一定的連通性，且該低速體速度值略高于巴顏喀拉地塊低速體的速度值，這可能意味著祁連地塊低速體相當(dāng)于巴顏喀拉地塊低速體的早期發(fā)育階段；在中南部，中、下地殼低速體受到四川盆地剛性地殼的阻擋作用，在龍門山斷裂帶附近出現(xiàn)不同方向的運(yùn)移現(xiàn)象，一支沿著鮮水河斷裂帶向南方向運(yùn)移，而另一支則沿著龍門山斷裂帶向北方向運(yùn)移，并截止于西秦嶺斷裂帶.

(4)塔藏斷裂附近地殼內(nèi)的低速體分布特征可能是由于青藏高原東緣中、下地殼低速體運(yùn)移到該斷裂處，受到華南地塊北部的西秦嶺造山帶較硬的中、下地殼的阻擋作用沿著裂隙垂直運(yùn)移到上地殼，導(dǎo)致速度低于周圍區(qū)域，同時由于重量的增加使得莫霍界面下沉.

致謝中國地震臺網(wǎng)中心為本研究提供了所用的數(shù)據(jù)資料，中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)姚華建教授團(tuán)隊(duì)提供了背景噪聲成像法的程序包(Yao_trainingpackage)和面波直接反演法程序(DSurfTomo)，本研究使用了圣路易斯大學(xué)地震中心開發(fā)并維護(hù)的地震學(xué)軟件包CPS330(Herrmann, 2013)，兩位審稿專家為本文提出了寶貴的建議，文中圖1、圖3、圖5—圖13使用GMT軟件(Wessel et al., 2013)制作，圖2和圖4使用matlab軟件制作，圖14使用ParaView軟件(Ayachit, 2015)制作，在此一并表示衷心感謝.